Научная литература
booksshare.net -> Добавить материал -> Биология -> Лебедев А.В. -> "Методы изучения баланса грунтовых " -> 70

Методы изучения баланса грунтовых - Лебедев А.В.

Лебедев А.В. Методы изучения баланса грунтовых — М.: Недра , 1976. — 223 c.
Скачать (прямая ссылка): metodiizucheniyabalansa1976.djvu
Предыдущая << 1 .. 64 65 66 67 68 69 < 70 > 71 72 73 74 75 76 .. 123 >> Следующая

Ж. Вашоуд (1967 г.) для случаев наклонного к вертикали движ:ния влаги учитывает угол между вектором скорости и вертикалью а. Поэтому вместо* (Y.1) будет действительно
где а — угол между направлением потока и вертикальной осью; — капиллярный потенциал, убывающий в направлении z.
Так как капиллярный потенциал в общем виде является функцией влажности и температуры, а коэффициент влагопроводности зависит также от влажности и соответствующего ему потенциала, то более целесообразно вначале рассмотреть составляющие, например, для вертикального потока влаги.
Основываясь на феноменологической термодинамике необратимых процессов, согласно которой влага в ненасыщенной зоне рассматривается как непрерывная среда, можно написать для расхода (или плотности потока) влаги, передвигающейся по вертикали через единицу площади сечения, выражение в виде
Основные уравнения влагопереноса и их решение
(V.1).
(V.2)
тде Dw ~ kwtity/dW — коэффициент диффузивности почвенно-грунтовой влаги, передвигающейся в жидком виде, м2/сут; DT = kwdty/dT — коэффициент термо-диффузивности почвенно-грунтовой влаги, м2/град-сут; kw — коэффициент влагопроницаемости, зависящий от влажности и предопределяющий гравитационный влагоперенос, м/сут; kw— коэффициент влагопроводности, зависящий от потенциала влажности, м/сут; W — объемная влажность; Т — температура, °С; Dy= Dt ~Ь кт (здесь кт — коэффициент влагопроницаемости в условиях движения влаги под влиянием градиента температуры, м2/град* сут).
Используя принцип неразрывности в условиях неустановившегося движения влаги, получим основное уравнение для неустановившегося одномерного влагопереноса в неизометрических условиях
si !л
(V.4)
где t — время, отсчитываемое от начала возмущения потока влаги на его границе; остальные обозначения прежние.
Уравнение (V.4) действительно для мало изменяющихся во времени величин влажности, сравнительно однородных гидрогеотермических условий в расчетном слое z и для коротких расчетных интервалов времени t. При этих условиях вполне допустимо считать: Dw = const, DT = const и кт = const.
Результаты нашей работы (1970 г.), посвященной анализу процесса питания грунтовых вод в флювиогляциальных песках, указали на возможность принятия за продолжительные отрезки времени (сезоны) постоянства величины dTldW-
Учитывая это, а также принцип суперпозиции, мы вправе написать
д(-Ш) = В д°~{AW) d(Mw) (V>5x
dt dz2 dz ’ \ ‘ )
где
Ш = W-We; Akyf—kw — к
(здесь W, kw — объемная влажность и коэффициент влагопроницаемости пород в момент времени t; We, kwe — соответствующие величины для начального момента времени t = 0; В — 2Dw + ктдТ/dW — обобщенный параметр влагопереноса, отражающий для данных условий влияние температурного и влажностного полей на влагоперенос; остальные обозначения, прежние).
Таким образом, уравнение (V.5) мы вправе применять для анализа естественных полей влажности при небольших интервалах времени t и расстояния z, для которых изменение параметра В является несущественным.
Полученные нами решения уравнения (V.5) мы применяем для сравнительно коротких отрезков времени t, так как в каждом из них наблюдаются медленно изменяющиеся величины влажности W и температуры Т. Изменение этих показателей в каждом цикле почти не зависит от гидротермического режима предшествующих циклов и каждый раз определяется лишь соответствующими начальными и граничными условиями. При этом для каждого расчетного цикла (т. е. времени t) уточняются значения параметра В — / (W, Т), исходя из прогнозной или фактически наблюденной влажности W, а также температуры Т.
Кроме этих условий, учитываемых при использовании аналитических решений уравнения (V.5), мы применяем способ безразмерных коэффициентов, представляющих собой отношение расходов влаги в данном (расчетном) и
начальном сечениях потока. Это обстоятельство также уменьшает влияние принятых нами допущений (о постоянстве параметров влагопереноса) на результаты расчетов.
Коэффициент влагопроницаемости пород kw — / {W), обусловливающий гравитационный влагоперенос, определяется по известной формуле С. Ф. Аверьянова (1950)
k™ = k(Z-wlY'* • М/СУТ’ <v-6>
где к — коэффициент фильтрации пород при полном насыщении, м/сут; т — пористость пород; W0 — содержание связанной влаги в единице объема грунта, принимаемое нами равным наименьшей влагоемкости НВ.
На справедливость такой интерпретации величины W0 указывает тот факт, что в практических случаях влагопереноса гравитационное движение влаги начинается обычно после достижения влажности пород величины НВ. Такое же толкование этой величины в данной формуле мы находим у Я. Бэра, Д. Зас-лавски, С. Ирмея (1971).
Предыдущая << 1 .. 64 65 66 67 68 69 < 70 > 71 72 73 74 75 76 .. 123 >> Следующая

Реклама

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed

Есть, чем поделиться? Отправьте
материал
нам
Авторские права © 2009 BooksShare.
Все права защищены.
Rambler's Top100

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed